Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2022, T. 506, № 1, стр. 14-21
Нижнеордовикский островодужный комплекс Северного Казахстана: обоснование возраста и особенности состава
А. А. Третьяков 1, *, академик РАН К. Е. Дегтярев 1
1 Геологический институт Российской академии наук
Москва, Россия
* E-mail: degtkir@mail.ru
Поступила в редакцию 16.05.2022
После доработки 01.06.2022
Принята к публикации 06.06.2022
- EDN: KKNUHL
- DOI: 10.31857/S2686739722600710
Аннотация
На северо-востоке Шатского массива в Северном Казахстане изучен комплекс рассланцованных вулканогенных и туфогенных пород базальтового и риолитового состава, выделяемых в даутскую свиту. Проведено U–Pb (SIMS)-геохронологическое изучение кислых вулканитов верхов ее разреза, для которых впервые получена раннеордовикская (477 ± 2 млн лет) оценка возраста. Особенности состава эффузивов и туфов базальтового и риолитового состава свидетельствуют об их формировании в надсубдукционной обстановке в пределах вулканической островной дуги.
Характерной чертой большинства кембрийских и ордовикских вулканогенных и вулканогенно-осадочных комплексов, широко распространенных в палеозоидах Казахстана, является отсутствие в них метаморфических преобразований. В то же время различная степень метаморфизма традиционно являлась признаком докембрийских вулканогенно-осадочных толщ, наиболее полно представленных в пределах Улутауского и Актау-Моинтинского докембрийских массивов [5, 8]. В Северном Казахстане метаморфизованные вулканогенно-осадочные толщи встречаются на севере Кокчетавского (иманбурлукская свита) и Шатского (даутская свита) докембрийских массивов, где традиционно относились к верхнему докембрию [1, 4]. В разрезе даутской свиты ранее отмечалось присутствие высокоглиноземистых базальтов, характерных для надсубдукционных комплексов, вулканитов и туфов кислого состава [1]. Предполагаемый позднедокембрийский возраст и особенности состава пород даутской свиты позволяли относить ее к комплексам одноименной неопротерозойской островной дуги. В некоторых моделях с субдукцией утоненной континентальной коры под эту дугу связывался раннекембрийский высоко- и ультравысокобарический метаморфизм, широко проявленный в северной части Кокчетавского докембрийского массива [7]. Однако геохронологические данные о возрасте метаморфизованных вулканогенных и туфогенных пород даутской свиты до настоящего времени отсутствуют, что лишает достоверности многие реконструкции раннепалеозойской эволюции Кокчетавского массива и его обрамления. Поэтому задачей настоящей работы являлось получение первых U–Pb-оценок возраста пород даутской свиты, изучение особенностей их состава и выявление значения полученных результатов для более полного понимания раннепалеозойской эволюции структур Северного Казахстана.
Метаморфизованные вулканические образования даутской свиты обнажены на северо-востоке Шатского массива к северу от Степнякской зоны вблизи границы с мезозойско-кайнозойскими осадочными толщами чехла Западно-Сибирской плиты. В этом районе даутская свита обнажена по долинам рек Карашат, Шат и правому притоку р. Ащису (рис. 1б). Наиболее полный разрез свиты вскрывается в нижнем течении р. Карашат к югу от пос. Ленинградское. Низы разреза свиты сложены рассланцованными плагиоклазовыми базальтами и кристаллокластическими туфами основного состава, среди которых встречаются редкие потоки риолитов и прослои кристаллокластических туфов кислого состава. Базальты сохраняют реликтовую порфировую структуру с вкрапленниками плагиоклаза (лабрадор), которые погружены в мелкозернистый гранобластовый агрегат основной массы, сложенный плагиоклазом, клионоцоизитом, актинолитом, хлоритом. В строении верхней части свиты преобладают рассланцованные риолиты с реликтовой порфировой структурой. Вкрапленники в них представлены кварцем, плагиоклазом (альбит, альбит-олигоклаз) и щелочным полевым шпатом, содержания которых изменяются в широких пределах. Основная масса образована мелкозернистым лепидогранобластовым агрегатом кварца, полевого шпата, серицита, биотита и хлорита, циркона, апатита и сфена. В разрезе эффузивы чередуются с лито-, кристалло- и витрокристаллокластическими туфами кислого состава, содержащими обломки кварца, каолинитизированного вулканического стекла, а также с фельзитами. Завершает разрез пачка тонко расслацованных филлитов. Породы даутской свиты, особенно в верхней части, неравномерно деформированы, поэтому ее мощность может быть оценена лишь приблизительно в 1000–1200 м.
Органические остатки в породах даутской свиты отсутствуют, поэтому для установления ее возраста были проведены U–Th–Pb-геохронологические исследования акцессорного циркона. Для этого была использована проба Z-1807 (54°28′38.9″ с.ш.; 71°35′43.8″ в.д.), отобранная из риолитовых туфов верхней части даутской свиты (рис. 1б).
Выделение циркона из риолитов проводилось по стандартной методике с использованием тяжелых жидкостей. Зерна циркона были имплантированы в эпоксидную смолу вместе с зернами стандартных цирконов TEMORA и 91 500, а далее сошлифованы приблизительно на половину их толщины и приполированы. Для выбора участков зерен циркона для локальных геохронологических исследований использовались микрофотографии, выполненные на сканирующем электронном микроскопе Camscan MX 2500S в режимах вторичных электронов и катодолюминесценции.
U–Pb (SIMS)-геохронологические исследования цирконов выполнены на вторично-ионном микрозонде SHRIMP-II в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ. Измерения изотопных отношений U и Pb проводились по традиционной методике, описанной в [16]. Интенсивность первичного пучка молекулярных отрицательно заряженных ионов кислорода составляла ~2.5–4 нА, диаметр пятна (кратера) – ~15 × 10 мкм. Полученные данные обрабатывались с помощью программ SQUID [12] и ISOPLOT [11].
Акцессорный циркон из риолитов представлен в основном идиоморфными кристаллами призматического и дипирамидального габитуса размером 150–250 мкм, с коэффициентом удлинения от 2 до 3. Кристаллы характеризуются хорошо проявленной магматической зональностью (рис. 2).
U–Pb-геохронологические исследования были выполнены для 21 кристалла циркона. Рассчитанный конкордатный возраст составляет 477 ± 2 млн лет (рис. 3, табл. 1), что соответствует границе тремадокского и флоского ярусов нижнего ордовика [6]. Морфологические особенности циркона указывают на его магматическое происхождение, что позволяет считать полученную оценку возраста соответствующей времени кристаллизации расплава родоначального для риолитов. Так как проба для геохронологических исследований была взята из верхней части разреза даутской свиты, можно предполагать, что время формирования всего ее разреза охватывает большую часть тремадокского яруса нижнего ордовика.
Таблица 1.
№ анализа | 206Pbс % | Содержание, мкг/г | Изотопные отношения | Rho | Возраст, млн лет | |||||
---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
206Pb* | U | Th | 232Th/238U | 207Pb*/206Pb* | 206Pb*/238U | 207Pb*/235U | 206Pb/238U | |||
Z1807-1.1 | 0.00 | 28.8 | 433 | 192 | 0.46 | 0.05669 ± 1.5 | 0.0774 ± 1.8 | 0.605 ± 2.3 | 0.76 | 480.6 ± 8.2 |
Z1807-2.1 | 0.00 | 31.6 | 483 | 217 | 0.46 | 0.05686 ± 1.5 | 0.0762 ± 1.8 | 0.598 ± 2.3 | 0.76 | 473.7 ± 8.1 |
Z1807-3.1 | 0.10 | 26.4 | 397 | 164 | 0.43 | 0.0549 ± 1.9 | 0.0773 ± 1.8 | 0.585 ± 2.6 | 0.70 | 480.1 ± 8.4 |
Z1807-4.1 | 0.05 | 46.9 | 717 | 345 | 0.50 | 0.05573 ± 1.3 | 0.0761 ± 1.8 | 0.585 ± 2.2 | 0.80 | 473 ± 8 |
Z1807-5.1 | 0.00 | 39.9 | 606 | 225 | 0.38 | 0.05635 ± 1.3 | 0.0766 ± 1.8 | 0.595 ± 2.2 | 0.80 | 475.8 ± 8.1 |
Z1807-6.1 | 0.00 | 58.3 | 882 | 463 | 0.54 | 0.0563 ± 1.1 | 0.077 ± 1.7 | 0.598 ± 2.1 | 0.84 | 478.1 ± 8 |
Z1807-7.1 | 1.92 | 66.2 | 876 | 713 | 0.84 | 0.057 ± 23 | 0.0757 ± 2 | 0.59 ± 23 | 0.09 | 470.2 ± 9.3 |
Z1807-8.1 | 0.00 | 35.2 | 526 | 218 | 0.43 | 0.0562 ± 1.4 | 0.0778 ± 1.8 | 0.603 ± 2.3 | 0.78 | 483.2 ± 8.2 |
Z1807-9.1 | 0.16 | 48.9 | 740 | 407 | 0.57 | 0.05522 ± 1.7 | 0.0768 ± 1.7 | 0.585 ± 2.4 | 0.71 | 476.9 ± 8 |
Z1807-10.1 | 0.06 | 40.8 | 626 | 281 | 0.46 | 0.05599 ± 1.4 | 0.0758 ± 1.8 | 0.585 ± 2.3 | 0.78 | 470.7 ± 8 |
Z1807-11.1 | 0.00 | 42.2 | 638 | 204 | 0.33 | 0.0568 ± 1.8 | 0.0769 ± 1.7 | 0.602 ± 2.5 | 0.69 | 477.8 ± 8 |
Z1807-12.1 | 0.18 | 41.3 | 625 | 293 | 0.48 | 0.0553 ± 2.5 | 0.0768 ± 1.8 | 0.585 ± 3.1 | 0.58 | 476.7 ± 8.1 |
Z1807-13.1 | 0.00 | 67.5 | 1018 | 570 | 0.58 | 0.05645 ± 1 | 0.0772 ± 1.7 | 0.601 ± 2 | 0.86 | 479.6 ± 8 |
Z1807-14.1 | 0.15 | 52.7 | 790 | 404 | 0.53 | 0.05544 ± 1.7 | 0.0776 ± 1.7 | 0.593 ± 2.4 | 0.71 | 481.5 ± 8.1 |
Z1807-15.1 | 0.00 | 42.3 | 641 | 271 | 0.44 | 0.05691 ± 1.4 | 0.0768 ± 1.8 | 0.603 ± 2.3 | 0.78 | 477 ± 8.1 |
Z1807-16.1 | 2.30 | 38.1 | 559 | 282 | 0.52 | 0.0525 ± 6.4 | 0.0776 ± 1.8 | 0.562 ± 6.7 | 0.27 | 481.7 ± 8.4 |
Z1807-17.1 | 0.00 | 34.2 | 524 | 241 | 0.47 | 0.05748 ± 1.4 | 0.076 ± 1.8 | 0.602 ± 2.3 | 0.78 | 472 ± 8 |
Z1807-18.1 | 0.17 | 46.2 | 701 | 275 | 0.41 | 0.0552 ± 2 | 0.0766 ± 1.8 | 0.584 ± 2.6 | 0.67 | 475.9 ± 8.1 |
Z1807-19.1 | 0.05 | 53.6 | 807 | 408 | 0.52 | 0.05591 ± 1.2 | 0.0773 ± 1.7 | 0.596 ± 2.1 | 0.82 | 479.8 ± 8 |
Z1807-20.1 | 0.54 | 42.7 | 650 | 304 | 0.48 | 0.0556 ± 3 | 0.0761 ± 1.8 | 0.584 ± 3.4 | 0.51 | 472.9 ± 8 |
Z1807-21.1 | 0.05 | 55.5 | 827 | 426 | 0.53 | 0.05635 ± 1.3 | 0.078 ± 1.7 | 0.606 ± 2.1 | 0.81 | 484.3 ± 8.1 |
Z1807-22.1 | 0.00 | 43.3 | 654 | 287 | 0.45 | 0.05753 ± 1.3 | 0.0771 ± 1.7 | 0.611 ± 2.2 | 0.81 | 478.6 ± 8 |
Z1807-23.1 | 0.00 | 37.1 | 562 | 217 | 0.40 | 0.05634 ± 1.4 | 0.0768 ± 1.8 | 0.597 ± 2.2 | 0.79 | 477 ± 8.2 |
Z1807-24.1 | 0.00 | 30.8 | 451 | 229 | 0.52 | 0.05654 ± 1.5 | 0.0795 ± 1.8 | 0.619 ± 2.4 | 0.76 | 493 ± 8.5 |
Составы пород даутской свиты приведены в табл. 2. Для свита характерен контрастный базальт-риолитовый состав пород (рис. 4а). Базальты имеют высокую глиноземистость (Al2O3 17.5–19.8 мас. %) и известковистость (CaO 8.2–10.6 мас. %) при невысокой железистости (FeO*/FeO* + MgO 0.6–0.77), что определяет их принадлежность к известково-щелочной серии. Отсутствие обеднения тяжелыми РЗЭ ((Gd/Yb)n – 1.4–2) и низкие Nb/Yb (1.5–2.6), позволяет предполагать образование расплавов при частичном плавлении верхней мантии на глубинах, отвечающих генерации MORB-базальтов [13] (рис. 4г). В свою очередь высокие концентрации в базальтах таких несовместимых элементов, как Cs, Rb, Sr, Ba, Th, свидетельствуют об участии флюидизированного мантийного вещества, что характерно для продуктов надсубдукционного магматизма (рис. 4б, 4г). Кислые эффузивы соответствуют риолитам (SiO2 ~ 72.3–75.5 мас. %; Na2O + K2O – 3–7.8) известковистой и известково-щелочной (MALI – 2.3–7) серий, имеют высокую глиноземистость (ASI – 1–2) и низкую железистость (FeO*/FeO* + MgO 0.58–0.75) [9]. Для риолитов характерен дифференцированный спектр распределения РЗЭ ((La/Yb)n 7–17), обеднение Nb, Ti, Sr, что также указывает на их надсубдукционное происхождение (рис. 4б). Такое предположение подтверждается и соотношением Rb – Y + Nb, характерным для кислых пород островных дуг (рис. 4в) [14]. Широкие вариации K2O/Na2O (0.01–2.6) в риолитах и их изотопные составы Nd (εNd(T) – 3.6–0.8), tNd(DM) – 1.09–1.51) [7] позволяют предполагать участие в образовании расплавов вещества докембрийской континентальной коры, что указывает на сиалический фундамент островодужной постройки, в пределах которой происходило формирование вулканогенно-осадочных толщ даутской свиты.
Таблица 2.
№ п/п | 1 | 2 | 3 | 4 | 5 | 6 | 7 | 8 | 9 | 10 | 11 |
---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
№ проб | Z-1314 | Z-1067 | Z-12304 | Z-1807 | Z-1069 | Z-1070 | Z-1315 | Z-9011 | Z-9016 | Z-9017 | Z-1065 |
SiO2 | 72.62 | 72.34 | 72.84 | 75.53 | 74.94 | 73.61 | 50.56 | 48.40 | 49.15 | 48.55 | 48.21 |
TiO2 | 0.23 | 0.15 | 0.20 | 0.14 | 0.13 | 0.19 | 0.88 | 1.02 | 1.06 | 1.02 | 0.91 |
Al2O3 | 14.39 | 15.72 | 14.53 | 13.87 | 13.5 | 13.3 | 17.55 | 19.86 | 18.85 | 19.83 | 16.70 |
Fe2O3 | 1.48 | 1.26 | 0.87 | 1.42 | 1.66 | 2.02 | 3.58 | 4.32 | 4.10 | 4.76 | 6.30 |
FeO | 0.78 | 0.90 | 1.64 | 0.64 | 1.4 | 0.43 | 6.56 | 5.03 | 6.35 | 5.41 | 5.76 |
MnO | 0.04 | 0.03 | 0.03 | 0.02 | 0.24 | 0.31 | 0.16 | 0.17 | 0.16 | 0.17 | 0.68 |
MgO | 0.71 | 1.19 | 1.70 | 0.72 | 1.45 | 0.67 | 5.79 | 5.86 | 5.98 | 5.53 | 3.47 |
CaO | 3.06 | 0.82 | 0.58 | 0.20 | 0.93 | 0.85 | 10.60 | 10.15 | 9.95 | 8.17 | 9.38 |
K2O | 1.91 | 3.04 | 0.05 | 2.39 | 2.18 | 5.2 | 0.19 | 0.91 | 0.43 | 0.38 | 0.21 |
Na2O | 3.51 | 1.89 | 6.72 | 3.61 | 0.83 | 2.65 | 2.23 | 2.89 | 1.99 | 4.08 | 3.52 |
P2O5 | 0.07 | 0.03 | 0.06 | 0.04 | 0.024 | 0.044 | 0.14 | 0.10 | 0.10 | 0.13 | 0.20 |
ппп | 1.12 | 2.52 | 0.60 | 1.35 | 2.57 | 0.7 | 1.02 | 1.18 | 2.32 | 2.02 | 3.99 |
Сумма | 99.92 | 99.89 | 99.82 | 99.93 | 99.84 | 99.99 | 99.26 | 99.89 | 100.45 | 100.05 | 99.33 |
FeO* | 2.11 | 2.03 | 2.42 | 1.91 | 2.89 | 2.25 | 9.78 | 8.92 | 10.04 | 9.69 | 11.43 |
K2O/Na2O | 0.54 | 1.61 | 0.01 | 0.66 | 2.63 | 1.96 | 1.96 | 1.96 | 1.96 | 1.96 | 1.96 |
ASI | 1.08 | 2.00 | 1.20 | 1.57 | 2.51 | 1.16 | 0.76 | 0.83 | 0.87 | 0.91 | 0.73 |
MALI | 2.36 | 4.11 | 6.19 | 5.81 | 2.08 | 7.00 | –8.18 | –6.35 | –7.53 | –3.71 | –5.65 |
(Na + K)Al | 0.54 | 0.41 | 0.76 | 0.61 | 0.28 | 0.75 | 0.22 | 0.29 | 0.20 | 0.36 | 0.36 |
FeO*/FeO* + MgO | 0.75 | 0.63 | 0.59 | 0.73 | 0.67 | 0.77 | 0.63 | 0.60 | 0.63 | 0.64 | 0.77 |
Sc | 3 | 1.7 | 3.9 | 1.3 | 1.7 | 2.5 | 35.3 | 30.8 | 32.4 | 30.4 | 19.1 |
V | 19.9 | 5.7 | 10.4 | 8.0 | 3.2 | 15.7 | 291 | 234 | 277 | 256 | 187 |
Cr | 10.6 | 3.8 | 9.6 | 12.3 | 4.4 | 50.5 | 42.2 | 17.5 | 6.4 | 5 | |
Co | 2.2 | 2.1 | 1.3 | 2.1 | 2.8 | 3.4 | 36.9 | 27.1 | 28.1 | 22.7 | 18.9 |
Ni | 8.4 | 1.7 | 5.4 | 9.0 | 9.3 | 7.5 | 28.6 | 21.8 | 15.2 | 7.4 | 5.8 |
Cu | 2.1 | 3.4 | 3.6 | 4.4 | 2.3 | 2.9 | 39.9 | 46.3 | 60.5 | 58.3 | 25.2 |
Ga | 11.3 | 13.1 | 11.8 | 10.9 | 9.9 | 10.4 | 20 | 19.4 | 20.6 | 21 | 20.2 |
Rb | 31.1 | 118 | 2.7 | 85.5 | 64.1 | 81.9 | 3.2 | 17.3 | 7 | 3.9 | 13.3 |
Sr | 301 | 91.1 | 79.4 | 104 | 33.3 | 88.9 | 445 | 716 | 430 | 329 | 444 |
Y | 10.5 | 10 | 18 | 8.1 | 12 | 11.7 | 15.8 | 13.9 | 15.8 | 17.2 | 19.7 |
Zr | 114 | 104 | 173 | 79.7 | 110 | 144 | 14.1 | 26.6 | 20.9 | 21.3 | 34.8 |
Nb | 5.7 | 5.7 | 7.3 | 7.0 | 7 | 5.8 | 2.3 | 2.2 | 2.1 | 2.9 | 4.2 |
Mo | 1.2 | 0.38 | 0.25 | 0.47 | 0.52 | 0.53 | 0.24 | 0.5 | 0.66 | 0.22 | 0.13 |
Cs | 0.47 | 2.1 | 0.12 | 1.4 | 2.8 | 1.6 | 0.08 | 0.74 | 0.38 | 0.11 | 0.34 |
Ba | 369 | 477 | 47.5 | 451 | 249 | 628 | 67.3 | 130 | 100 | 76.2 | 315 |
La | 22.3 | 29 | 22.7 | 29.1 | 26.2 | 22.4 | 10.7 | 5.3 | 5.8 | 6.8 | 13.6 |
Ce | 37 | 48.4 | 46.4 | 48.2 | 44.5 | 37.1 | 26 | 13 | 13.9 | 16.2 | 30.6 |
Pr | 3.8 | 4.2 | 5.2 | 4.3 | 4.1 | 3.6 | 3.4 | 1.7 | 1.9 | 2.2 | 3.8 |
Nd | 12.5 | 13.1 | 18.8 | 13.3 | 13.3 | 11.9 | 15.3 | 8.1 | 9 | 9.8 | 16.5 |
Sm | 2.1 | 2 | 3.5 | 2.1 | 2.1 | 1.9 | 3.6 | 2.1 | 2.4 | 2.6 | 3.7 |
Eu | 0.45 | 0.46 | 0.6 | 0.47 | 0.34 | 0.37 | 1.1 | 0.7 | 0.85 | 0.88 | 1 |
Gd | 1.8 | 1.8 | 3.2 | 1.6 | 1.8 | 1.8 | 3.7 | 2.4 | 2.6 | 3 | 3.6 |
Tb | 0.28 | 0.28 | 0.5 | 0.24 | 0.29 | 0.27 | 0.53 | 0.36 | 0.43 | 0.46 | 0.54 |
Dy | 1.7 | 1.6 | 3 | 1.4 | 1.8 | 1.7 | 3 | 2.3 | 2.6 | 2.9 | 3.3 |
Ho | 0.35 | 0.33 | 0.62 | 0.29 | 0.39 | 0.38 | 0.62 | 0.48 | 0.55 | 0.59 | 0.66 |
Er | 1.1 | 1.1 | 2 | 0.9 | 1.2 | 1.2 | 1.8 | 1.4 | 1.6 | 1.8 | 1.9 |
Tm | 0.17 | 0.18 | 0.31 | 0.15 | 0.21 | 0.19 | 0.23 | 0.2 | 0.23 | 0.24 | 0.26 |
Yb | 1.3 | 1.3 | 2.2 | 1.1 | 1.6 | 1.4 | 1.5 | 1.3 | 1.4 | 1.6 | 1.6 |
Lu | 0.21 | 0.22 | 0.36 | 0.19 | 0.25 | 0.23 | 0.22 | 0.2 | 0.2 | 0.22 | 0.21 |
Hf | 2.7 | 2.7 | 4.1 | 2.3 | 2.6 | 3 | 1.2 | 0.63 | 0.58 | 0.67 | 0.89 |
Ta | 0.56 | 0.67 | 0.64 | 0.76 | 0.66 | 0.5 | 0.24 | 0.19 | 0.23 | 0.27 | 0.38 |
W | 0.3 | 1 | 0.32 | 1.2 | 0.8 | 0.8 | 0.11 | 0.25 | 0.27 | 0.25 | 0.46 |
Pb | 9.4 | 8.2 | 4.4 | 13.7 | 5.5 | 8.1 | 3.8 | 5 | 3.2 | 11.8 | 4.9 |
Th | 10.5 | 16.3 | 10.1 | 13.8 | 13.7 | 9.8 | 1.6 | 1.2 | 1.1 | 1.5 | 2.6 |
U | 2.3 | 2.7 | 2.9 | 4.1 | 2.2 | 1.9 | 0.55 | 0.28 | 0.3 | 0.28 | 0.87 |
Ti | 1378 | 899 | 1199 | 864 | 779 | 1139 | 5274 | 6113 | 6353 | 6113 | 5454 |
P | 306 | 131 | 262 | 162 | 105 | 192 | 611 | 450 | 450 | 563 | 873 |
K | 15 847 | 25 223 | 415 | 19 846 | 18 087 | 43 144 | 1576 | 7550 | 3568 | 3153 | 1742 |
(Gd/Yb)n | 1.12 | 1.12 | 1.18 | 1.12 | 0.91 | 1.04 | 1.99 | 1.49 | 1.50 | 1.52 | 1.82 |
(La/Yb)n | 11.58 | 15.06 | 6.96 | 17.27 | 11.05 | 10.80 | 4.81 | 2.75 | 2.80 | 2.87 | 5.74 |
Th/Yb | 8.08 | 12.54 | 4.59 | 12.12 | 8.56 | 7.00 | 1.07 | 0.92 | 0.79 | 0.94 | 1.63 |
Nb/Yb | 4.38 | 4.38 | 3.32 | 6.17 | 4.38 | 4.14 | 1.53 | 1.69 | 1.50 | 1.81 | 2.63 |
Eu/Eu* | 0.71 | 0.74 | 0.55 | 0.80 | 0.53 | 0.61 | 0.92 | 0.95 | 1.04 | 0.96 | 0.84 |
Новые данные о возрасте и особенностях состава пород даутской свиты убедительно свидетельствуют об их формировании в начале раннего ордовика в надсубдукционной обстановке в пределах энсиалической вулканической островной дуги.
Полученные результаты убедительно свидетельствуют, что с эволюцией Даутской островной дуги не могло быть связано формирование раннекембрийских (около 530 млн лет) высокобарических комплексов Кокчетавского массива. Выделенная раннеордовикская Даутская энсиалическая островная дуга является элементом более молодого латерального ряда структур активной континентальной окраины, который может быть реконструирован в Северном Казахстане. Южнее изученного района – в Степнякской зоне нижнеордовикские (около 480 млн лет) образования представлены субщелочными вулканитами кислого состава (свита тассу), которые перекрыты нижне-среднеордовикскими кремнисто-терригенными толщами (рис. 1а) [3, 7]. На основании анализа изотопных и геохимических данных для пород свиты тассу предполагается внутриплитное происхождение, при этом в процессе магмообразования существенную роль играл ювенильный источник [2, 7]. Появление новых данных о возрасте даутской свиты позволяет реконструировать латеральный ряд раннеордовикской активной окраины в Северном Казахстане, который включает Даутскую энсиалическую островную дугу и расположенную южнее (современные координаты) область тылового растяжения с вулканизмом кислого состава.
Список литературы
Геологическая карта Казахской ССР. Масштаб 1:500 000. Серия Центрально-Казахстанская. Объяснительная записка. Алма-Ата. 1981. 326 с.
Дегтярев К.Е. Тектоническая эволюция раннепалезойских островодужных систем и формирование континентальной коры каледонид Казахстана. М.: ГЕОС, 2012. 289 с.
Дегтярев К.Е., Толмачева Т.Ю., Третьяков А.А. Строение разрезов, обоснование возраста и обстановки формирования нижне-среднеордовикских комплексов Кокчетавского массива и его обрамления (Северный Казахстан) // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту): Материалы совещания. Вып. 12. Иркутск: Институт земной коры СО РАН, 2014. С. 97–99.
Розен О.М. Рифей Кокчетавского массива // Известия АН СССР. Сер. геол. 1971. № 7. С. 102–114.
Филатова Л.И. Стратиграфия и историко-геологический анализ метаморфических толщ докембрия Центрального Казахстана. М.: Недра, 1983. 160 с.
Cohen K.M., Finney S.C., Gibbard P.L., Fan J.X. The ICS International Chronostratigraphic Chart // Episodes. 2013 (updated 02. 2022). V. 36. № 3. P. 199–204.
Degtyarev K.E., Tolmacheva T.Y., Tretyakov A.A., Kotov A.B., Shatagin K.N. Cambrian-Lower Ordovician Comp-lexes of the Kokchetav Massif and its Fringing (Northern Kazakhstan): Structure, Age and Tectonic Setting // Geotectonics. 2016. V. 30. № 1. P. 71–142.
Degtyarev K., Yakubchuk A., Tretyakov A., Kotov A., Kovach V. Precambrian Geology of the Kazakh Uplands and Tien Shan: An Overview // Gondwana Res. 2017. № 47. P. 44–75.
Frost B.R., Barnes C.G., Collins W.J., Arculus R.J., Ellis D.J., Frost C.D. A Geochemical Classification for Granitic Rocks // J. Petrol. 2001. V. 42. P. 2033–2048.
Le Bas M.J., Le Maitre R.W., Streckeisen A., Zanettin B. A Chemical Classification of Volcanic Rocks Based on the Total Alkali-silica Diagram // J. Petrol. 1986. V. 27. P. 745–750.
Ludwig K.R. ISOPLOT 3.00. A User’s Manual // Berkeley Geochronology Center Special Publication. 2003. № 4. 2455 RidgeRoad, Berkeley. CA 94709. USA. 70 p.
Ludwig K.R. SQUID 1.00, A User’s Manual // Berkeley Geochronology Center Special Publication. 2000. No.2. 2455 Ridge Road, Berkeley. CA 94709, USA. 17 p.
Pearce J.A. Geochemical Fingerprinting of Oceanic Basalts with Applications to Ophiolite Classification and the Search for Archean Oceanic Crust // Lithos. 2008. V. 100. P. 14–48.
Pearce J.A., Harris N.W., Tindle A.G. Trace Element Discrimination Diagrams for the Tectonic Interpretation of Granitic Rocks // Journal of Petrology. 1984. V. 25. P. 956–983.
Sun S.S., McDonough W.F. Chemical and Isotopic Systematic of Oceanic Basalts: Implications for Mantle Composition and Processes / Magmatism in the ocean basins. Eds. A.D. Saunders, M.J. Norry. Spec. Publ. 42. Geol. Soc. London, 1989. P. 313–345.
Whilliams I.S. U-Th-Pb Geochronology by Ion Microprobe // Reviews in Economic Geology. 1998. V. 7. P. 1–35.
Дополнительные материалы отсутствуют.
Инструменты
Доклады Российской академии наук. Науки о Земле